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本文旨在以前人研究成果為基礎，對全球構造動力體制和復合造山作用的一些基本問題提出認識，供大家討論，而有關不同構造動力體制下形成的區域成礦地質環境及其專屬的成礦作用將另文再行討論。

全球構造動力體制

1.大洋動力體制

全球性的構造動力體制決定全球性的構造體系。自20世紀50～60年代海底擴張-板塊構造學說提出以來，經過幾十年的豐富和發展，其理論體系日趨成熟和完善，逐漸成為統一固體地球科學領域全球性構造研究的經典學說。板塊構造理論的提出，成功的回答了先前其他構造學說難以解釋的一些地學問題，如大陸裂解、大洋擴張、板塊俯沖、火山地震和板塊(大陸)邊緣成礦等。其最大的成功之處就在于解決了這些現象產生的動力來源，認為板塊的相互作用是引起大地構造活動的基本原因。有關于板塊構造理論的基本觀點、基本理論、基本知識及其最新發展已有眾多的文獻加以報道，此不詳述。板塊構造源于大洋，描述和解釋的是以水平運動為主導(水平運動激發垂直運動)的板塊構造導致的大陸邊緣增生和大洋板塊消失及與其相關的構造、巖漿(火山)、成礦、地震和運動現象。

盡管至今還沒有完整理論闡明板塊運動的驅動力和地幔對流機制，但基于板塊運動開啟自海底擴張，不妨將板塊構造的動力學體制稱為大洋動力體制，基于大洋動力學體制研究的科學就是大洋動力學(馬宗晉和高祥林，2004;李錦軼，2009)。現代地球上，大西洋、印度洋屬于大洋動力體制演化的早期階段，太平洋中脊及東西兩岸地區屬于高峰期，而地中海則屬于其晚期。而在地球化學的歷史上，可能與超大陸旋回一致，許多地區曾經歷了大洋構造動力體制的演化。如在青藏高原和西南三江地區，李光明等(2000)論證了夾于班公湖-怒江和雅魯藏布江兩條巨型板塊結合帶之間的岡底斯構造帶，是一個經歷有晚古生代-中生代復雜的多島弧-盆系演化歷史;而潘桂棠等(2001)則系統討論了東特提斯古生代-中新生代多島弧盆系的演化過程。顯然其歷史上經歷了典型的大洋構造動力體制的控制。

2.大陸動力體制

“板塊構造”并不直接等價于全球構造(馬宗晉和高祥林，2004;張旗，2008)。近代大陸巖石圈流變學、地震反射剖面及大陸科學鉆探的成果揭示，不同于簡單的大洋剛性塊體，大陸巖石圈是一個不均一、不連續、具多層結構和復雜流變學特征的復合體(許志琴等，2008)。大陸下面的軟流圈也沒有全球意義，一些古老大陸的山根深深地插入(可達400km)地幔之中，構成穩定的大陸核心，大陸巖石圈的“殼內流層”使其剛性明顯不足，并且其化學邊界層和熱邊界層要比大洋厚得多和老得多，大陸流變學結構和演化過程十分復雜，所以，其動力學過程與大洋巖石圈是不同的。因此人們愈來愈發現運用經典的板塊理論很難解釋大陸地質，具有復雜流變特征的大陸巖石圈使板塊構造理論“登陸”受到很大的阻力。這正如美國大陸動力學計劃(1989年)所指出的“大陸物質的增生和消減過程仍然是一個謎”，“板塊構造理論并未闡明大多數動力作用，特別是發生在大陸地區的作用”，所以，當20世紀90年代國際巖石圈計劃從結構構造演化轉向過程與動力學時，大陸動力學作為優先發展的領域就應運而生了，現已迅速成為當代地球科學的重要前沿。

近十幾年來，隨著大陸巖石圈流變學、現代大陸變形、熱點和地幔柱理論、大陸深俯沖、巖石圈減薄、陸內造山、盆-山耦合以及大陸構造環境與陸內成礦等相互交織或關聯領域研究不斷取得重要進展，大陸動力學理論正在得到極大的豐富和完善。可以看出，上述有關大陸動力學的研究領域中，除大陸巖石圈流變學、現代大陸變形、盆-山耦合等屬于基本原理和表象層次外，其他涉及到的是以殼幔相互作用(垂直運動)為主導的動力體制，描述和解釋的也主要是大陸內部(包括大洋板內)而不是邊緣發生的大陸(板內)物質增生和消失及與其相關的構造、巖漿(火山)、成礦、地震、運動等現象。相應的，在大洋板內也有類似的以垂直運動為主導(垂直運動激發水平運動)的構造構造現象發生，可能具有與大陸(內部)相應現象相似的動力機制。但由于大洋板塊的結構遠沒有大陸那樣復雜，同時又因在深海水下進行而難以觀察，因此人們的研究重點自然聚焦到大陸上。

很明顯，只要大陸內部的問題搞清楚了，大洋板內的相應現象也就迎刃而解。基于人們的研究重點放在大陸(內部)，因此，不妨將這種體制稱為大陸動力體制，基于大陸動力學體制研究的科學就是大陸動力學(馬宗晉和高祥林，2004)。業已證明，中國大陸是由多個規模不等的陸塊拼合而成的，并被認為是歐亞板塊的重要組成部分。但從巖石圈結構狀態看，其深部特征是不均一的。例如中國東部和北部較早結束大洋演化和洋陸轉換的歷史，目前已進入典型的陸內構造時期，并受大陸構造動力體制控制。由于中國大陸的多陸塊拼合歷史，造成了中國大陸內部的地質作用和成礦作用更為豐富多彩和復雜;而西南部(青藏高原地區)較晚結束大洋演化過程，目前處于碰撞-伸展造山階段，其北部和東部(三江地區)已基本與大陸的整體融合，進行陸內階段，但其主體(印度板塊和歐亞板塊碰撞帶)并未完全實現融合過程，統一的大陸巖石圈并未最終定型。

3.轉換動力體制

雖然大洋巖石圈與大陸巖石圈有重大差別，大洋板塊與大陸板塊也明顯不同，但兩者之間卻不是完全獨立演化、一成不變的，而是有著復雜的相互關系并可以相互轉換。大洋板塊向大陸板塊下的俯沖，使大陸得以增生，大洋板塊物質通過復雜的途徑加入到大陸上，解釋了一部分大陸的形成，然而，現代相對穩定大陸上占主體地位的巖石組合均為深海沉積物或海相火山巖，似乎表明，大陸的主體是由帶有覆蓋物的大洋通過某種體制直接抬升形成。此外，大洋板塊上，由于持續的火山噴發及后續地質作用可以導致新的大陸形成。另一方面，新的大洋則多是通過大陸裂解形成的。業已表明，地球形成以來，可能發生了若干次超級大陸和泛大洋之間的轉換，是謂超大陸旋回;次級大陸和大洋間的轉換和相互作用更為廣泛和普遍。大洋與大陸間的轉換并非一朝一夕形成的，而是經歷了漫長的時間，并具有特定的機制。上述表明，板塊俯沖導致大陸邊緣增生而不形成新的大陸，洋底火山活動可以形成小型大陸(陸核)并逐漸發展為新的大陸，只有當板塊通過縫合、碰撞、伸展等過程，才能形成真正意義上的大陸(馬文璞，1999)，而大陸通過更深層次的裂解又形成新的大洋。由此可以看出，碰撞和伸展過程是洋陸得以轉換的關鍵。#p#分頁標題#e#

在這兩種過程中，既有地球淺部發生的大規模水平運動，還有地球深部發生的大規模垂直運動，二者之間形成了有效的耦合。因而是水平和垂直運動相互耦合的動力學體制，描述和解釋的是洋陸轉換及與其相關的構造、巖漿(火山)、成礦、地震、運動等現象。作者將其稱為轉換動力體制，它與大洋動力體制和大陸動力體制都不能等同，基于轉換動力學體制研究的科學就是洋陸轉換動力學。現今地球上，阿爾卑斯-喜馬拉雅造山帶和紅海-亞丁灣應是典型的受轉換構造動力體制控制的地區，前者正實現由洋到陸的最后轉換，后者則相反。應當認識到的是，在喜馬拉雅構造帶雖然完成了印度板塊和歐亞板塊的縫合-碰撞，正如上述，轉換過程并未結束，具有統一巖石圈結構的完整大陸并未定型，因此尚不能用陸內來描述該地區發生的地質作用。

4.構造動力體制的同區轉承和異區并存

從板塊構造理論的誕生到大陸動力學理論體系的初步形成看，大陸動力學并非與板塊構造對立，而是在其基礎上發展和深化、從大洋走向大陸的必然產物，轉換構造動力學則是聯系大洋和大陸最重要的紐帶。如果說繼板塊構造學說之后，大陸動力學一系列理論的提出，使得地球動力學理論得到了全面的豐富和升華，那么，轉換構造動力學的加入，人們才真正更為系統和全面理解了地球構造演化的全部歷史，有關地球動力學的完整體系和過程才得以初步建立。從地球上某一局部地區構造演化看，大洋動力學和大陸動力學體制具有空間上的繼承、轉化和時間上的連續演進關系，并通過轉換構造動力體制實現，表現為從板塊俯沖、經縫合-碰撞到成陸的完整過程。

但從全球范圍內不同地區看，特別是在一個超大陸旋回范圍內，不同構造動力體制則是并存的，也就是說，在這里起主導作用的是板塊構造動力學機制(如東西太平洋)，而在另一地起主導作用的則是大陸動力學機制(如歐亞大陸內部)，同時在另外一些地方則正在發生著碰撞或裂谷作用(如地中海-喜馬拉雅山和紅海-亞丁灣等)。正是這種復雜的時空動力學因素的共同作用，造就了地球上千姿百態的大地構造環境同時出現(圖1)，并從根本上控制著地球上不同地區和角落發生的地質作用，包括成礦作用的發生、發展和演化。因此，要有效開展區域成礦作用研究，必須搞清楚相關地區在歷史和現實上受何種地球動力學支配，并在其間發生了哪些關鍵性的地質作用，形成了何種類型的成礦構造環境，再在其基礎上，分析各種環境內可能發生的成礦作用及其成礦專屬性等。要科學地開展礦產資源勘查工作，就有必要首先了解不同動力機制下各種地質環境對于成礦的貢獻和具體表現，它們是開展區域成礦學研究的基礎。

造山帶與復合造山

在全球大陸范圍內，顯生宙以來的巨型造山帶面積占30%以上(許志琴等，2008)。造山帶既是地球表面最宏偉的地質構造單元，同時也是全球金屬礦床集中產出的地帶，它保留了地球地質構造演化最為豐富的地質記錄，是用來解剖不同構造動力體制的主要對象，又是討論不同構造動力體制下成礦環境形成及相關成礦作用發生的重要載體，因而成為固體地球科學的研究重心。如果能將造山過程研究清楚，那么有關不同構造動力體制及相關成礦地質環境和成礦作用的基本問題就迎刃而解。近十幾年來關于造山作用與區域成礦的研究取得了重要進展，同時也存在著一系列需要繼續深入探討的問題。

1.關于造山(帶)類型

業已證明，地球上存在著不同類型的造山帶(DeweyandBird，1970;Mattauer，1984;?eng?r，1990;Wilson，1990)，但迄今為止，對造山帶類型的劃分仍不統一，方案繁多。楊巍然(1999)在總結前人分類的基礎上，強調造山作用的范疇應限于擠壓構造，將造山帶劃分為俯沖-碰撞造山帶、斷裂造山帶、推覆造山帶、斷塊造山帶、增生造生帶和轉換造山帶6種類型。崔盛芹(1999)在討論全球中-新生代造山帶時，注意到大洋和大陸的區別，將大洋內的造山帶稱為構造帶，大陸上的造山帶稱為造山帶。對于前者又劃分為洋底張裂型(大洋中脊構造帶，具裂谷拉張型;缺裂谷扭張型)、洋底滑移型(火山島鏈構造帶，即夏威夷群島型)和洋底擠壓型(洋內巖漿島弧造山帶，又稱為西南太平洋俯沖型)，對于后者，又劃分為陸緣型(板緣型)———環太平洋陸緣型造山帶、陸間型(板間型)———特提斯陸間型造山帶和陸內型(板內型)———前寒武紀古克拉通基礎上發育的陸內造山帶和陸內隆升帶前中生代陸緣、陸間造山帶基礎上發育的陸內造山帶。張原慶等(2002)提出了造山帶板內、俯沖、碰撞三分方案。針對碰撞造山帶，又提出陸陸碰撞、碰撞增生、弧陸碰撞和無大陸型碰撞造山帶四分法方案，其中無大陸型碰撞造山帶是描述陸殼物質形成初期地體拼合聚合過程的新類型。姚書振等(2002)認為造山帶按其成因可分為擠壓造山(包括洋殼俯沖造山、弧陸拼貼造山、陸陸碰撞造山、陸內俯沖造山等)、剪切造山、伸展造山(斷塊造山)及復合造山等。可以看出，對造山帶概念的理解、造山作用的完整過程以及分類原則的不同是造成造山帶類型劃分方案繁多的主要原因。

從全球構造動力體制的角度出發，每一種構造動力體制都可以激發造山作用。在大洋動力體制條件下，造山作用發生在板塊的邊緣，在洋脊擴張區，表現為伸展造山，而在板塊俯沖區，主要在大陸板塊邊緣形成俯沖(匯聚、增生)造山;在大陸動力體制條件下同樣也有兩類，即陸內隆起造山(即人們常說的陸內造山)和陸內伸展造山(陸內裂谷);在轉換動力體制條件下同樣也可劃分為兩類，即碰撞造山和伸展造山。這樣，全球的造山帶類型從構造動力性質上看，只有兩個大類，即擠壓型和伸展型。考慮到人們已經習慣使用的名詞述語，可以歸結為以下幾種類型:即俯沖造山(帶)、碰撞造山(帶)、伸展造山(帶)和陸內造山(帶)。其他諸如拼貼造山、剪切造山、斷塊造山、增生造山、轉換造山等要么是同一造山帶中發生的局部性現象，要么就是同一現象的不同名稱。可以注意到，不論是擠壓、還是伸展，在各種構造動力體制條件下都可以發生，但作用的程度不相同。

2.關于碰撞和伸展造山作用

嚴格地說，造山作用并非一個地質意義上的專有名詞，而是一個地理上山脈成山過程的描述(Howell，1991)。由于其特別形象和生動而被應用到地質上相關的地質作用之中，正因為對造山作用和造山帶概念內涵的不清，造成了人們在理解其地質意義上的一些混亂(楊巍然，1999;崔盛芹，1999)。已有研究表明，地球上眾多造山帶的形成都經歷了或短或長的歷史。從構造動力體制演化的角度看，造山作用包括俯沖、碰撞、伸展、陸內等類型，但從造山帶的演化看，一般前三個類型的造山多是連續進行的，表現為造山作用不同階段，而陸內造山是否在其基礎上連續演化，抑或是經歷了一定的時間間隔，目前研究得很少。中國大陸造山帶的研究成果似乎表明，雖然很多陸內造山帶循古老的俯沖、碰撞、伸展造山帶進行，但它們之間經歷了較長的時間間隔。基于經典板塊構造的不斷豐富和完善，國外學者在造山帶方面的研究主要集中俯沖造山帶上，而對其他造山過程研究不足。有關俯沖造山的大量研究已形成成熟的理論體系，在此不再討論。#p#分頁標題#e#

以下重點對碰撞、伸展、陸內造山問題作一討論。中國廣泛分布不同時期的造山帶(圖2)，如昆侖-秦嶺-大別、天山-興蒙、祁連山、阿爾泰、燕山-太行山以及喜瑪拉雅等，這些造山帶除經歷了早期的俯沖造山過程外，還經歷了典型的碰撞/伸展造山過程，有些還具有陸內造山的特點，為研究造山作用，特別是碰撞、伸展和陸內造過程提供了絕佳平臺。中國科學家在碰撞造山領域的研究也取得世界矚目的重要成果，已有大量文章發表(Chen，1998;李繼亮等，1999;李興振等，2002;劉俊來等，2006;侯增謙，2010;許志琴等，2011;Wangetal．，2010，2013)。但對碰撞造山帶構造演化過程仍有較大分岐。同樣，近20年來，一些學者相繼在科迪勒拉、阿爾卑斯-喜馬拉雅等世界著名的造山帶發現大規模伸展構造(DavisandConey，1979;Selverstone，1988;Burchfieletal．，1992;李德威，1995;崔盛芹，1999;王剛和王二七，2005;楊經綏，2010;Dengetal．，2009，2010b，c，2011)，但在造山過程中是否存在伸展以及造山帶伸展構造的發育過程和形成機制也有爭議。此外，對碰撞與伸展關系的認識也很模糊。Jamieson(1991)認為一個完整的碰撞造山過程，往往經歷了大陸板片俯沖(A型俯沖)與地殼縮短加厚、巖石圈拆沉與后造山伸展以及造山后崩塌等地質過程。這些過程分別出現于造山期、后造山期和非造山期，馬文璞(1999)認為碰撞造山帶的演化可劃分為4個階段:即前碰撞或安第斯階段、碰撞階段、疊瓦沖斷或阿爾卑斯階段以及坍塌或拆離階段。

顯然，前碰撞或安第斯階段實際上描述的是板塊俯沖造山，是碰撞作用發生之前的過程，不應包含在碰撞過程之中;其他三個階段則準確地描述了從碰撞到陸內的完整過程，特別是他關注到碰撞造山期的伸展作用，并指出這是從碰撞演化到陸內(板內)必經的一個階段，伸展是在地殼增厚的基礎上發生的。Deweyetal．(1989)、Dewey(1998)提出，碰撞演化后期板塊的會聚應力消失以后，造山帶會在其自重下發生伸展坍塌，伸展構造取代了擠壓，逆沖斷層以正斷的方式再活動，地表的構造體制發生了反轉。其結果趨向于使地殼減薄和山根消失，變質核雜巖及與其伴生的、位于剝離斷層上盤的伸展異地體也是本階段持續發展的產物。然而人們對這一階段的構造屬性及在造山帶演化過程中的位置爭議較大。例如上述的將坍塌或拆離階段并入碰撞造山期，但與會聚應力消失的描述矛盾。Liégeois(1998)將其稱為碰撞后階段，EnglandandHouseman(1989)稱其為造山后階段，指出它始于板塊碰撞后的伸展環境，并伴隨強烈的巖漿作用發生;到了板內階段，巖漿作用減弱，但分布廣泛;其他學者在研究青藏高原等造山帶時，也普遍注意到這一階段的存在，但同樣存在定性不統一的問題。如張旗等(1999)認為代表板塊碰撞的喜馬拉雅山階段并沒有結束板塊構造旋回，其后還有一個造山后的伸展階段。毛景文等(2005)將青藏高原碰撞造山帶劃分為兩個階段，即同碰撞階段和后碰撞階段，其后碰撞指的就是這一伸展過程;侯增謙(2010)將其劃分為主碰撞擠壓、晚碰撞轉換和后碰撞伸展三個階段，同樣注意到伸展階段的存在，并將其視為碰撞造山過程內的一部分。索書田等(2000)、王清晨和林偉(2002)研究大別山造山帶的構造變形時同樣注意到伸展變形過程，也將其放在碰撞造山過程中，稱為碰撞后伸展。而王義天和毛景文(2002)在研究秦嶺碰撞造山作用與成礦關系時，指出碰撞造山期后的陸內演化階段，伸展體制導致在小秦嶺地區形成變質核雜巖，明確將其視為陸內演化階段。

基于對不同構造環境中巖漿巖特征的充分研究，人們發現，富堿(堿性的和堿質的)的花崗巖類及相關的巖石組合可以較好的區分不同構造環境。堿性花崗巖是指那些含有堿性暗色礦物(鈉閃石、鈉鐵閃石、霓石、霓輝石和鐵云母等)的過堿質花崗巖，其出現通常指示區域巖石圈處于典型的板內非造山環境(裂谷或裂谷化)(ThompsonandGibson，1994)。而堿質花崗巖的主要區別在于其堿性程度相對較高且出現堿性暗色礦物，既可以出現在碰撞后的伸展環境，又可以出現在板內裂谷環境，此時常常與堿性花崗巖共生并具有演化關系(Bonin，1990;Eby，1992;Jungetal．，1998)。這兩種花崗巖所具有的地球動力學意義既有聯系又有區別。相似之處在于它們都是巖石圈伸展背景下的產物，區別在于二者所反映的巖石圈伸展程度可能有所不同，這正是造山期伸展與陸內(非造山期)伸展的主要差異。與板內非造山階段的巖漿作用相比，從碰撞作用開始到完全過渡到陸(板)內這一時期形成的花崗巖通常更為復雜和多變，尤其表現在上述的伸展作用階段。這是因為，該階段既是碰撞造山過程的延續，又是向板內非造山環境的過渡時期(Sylvester，1998;Liégeiosetal．，1998);因而其巖漿活動不僅在一定程度上仍然繼承了碰撞前消減時期和同碰撞時期己經活化的巖漿源區性質，如普通鈣堿性、高鉀鈣堿性巖漿的發育等，同時還表現出因造山帶地殼加厚、區域隆升、山根去除、巖石圈伸展減薄、下地殼/巖石圈拆沉及軟流圈上涌和幔源基性巖漿底侵等過程誘發的強過鋁質淡色花崗巖(Sylvester，1998)、高鉀鈣堿性花崗巖(Hadj-Kaddouretal．，1998;Liégeiosetal．，1998)、高鋁花崗巖和堿質型花崗巖(Jungetal．，1998)的侵位。劉紅濤等(2002)在研究華北北緣造山過程時，從巖漿巖的構造屬性角度明確指出，華北克拉通北緣地區中生代重大構造轉折應發生在160～150Ma之間，此前的中生代早中期，區域巖石圈仍處于碰撞后前期強烈加厚過程之中，該時期以出現大量高鍶花崗巖和少量過鋁質淡色花崗巖為特征，150～110Ma期間為碰撞后晚期的區域巖石圈強烈伸展時期，該時期則以高鍶花崗巖侵位事件的急劇減少和堿質型花崗巖大量出現為特征，大約在110Ma左右，區域巖石圈基本減薄到正常厚度并進入板內非造山的裂谷階段，此時以出現堿性花崗巖為特征;李曉勇等(2002)系統討論了這一時期的巖漿活動特征。這些研究結果趨向于將這一伸展過程獨立于碰撞造山作用，明確指出其是在碰撞造山期后發生的，但又非陸內階段。從上述討論可以明確看出，伸展是造山過程中客觀存在且不可忽視的一個重要階段，也就是說，繼以擠壓作用為主體的碰撞造山之后，實際上存在著一個以伸展(拉張)為主體的伸展造山過程，且與典型的非造山期(或稱陸內階段)發生的陸內造山或伸展并不相同。

而且從時間上看，許多巨型山脈(如中國的秦嶺、大別山脈、美國的內華達山等)的主體隆升期都是發生在碰撞后的伸展期，而在碰撞期山脈隆升幅度有限(李曉勇等，2002)。正是經歷了這一過程，造山帶巖石圈的性狀才逐步與毗鄰克拉通趨于一致，相互碰撞的大陸才真正完成融合，完成造山帶的克拉通化，并走向陸內構造演化階段。不經歷這一階段，兩個大陸實際處在“聯而不合”的狀態，一個新的大陸并未最終形成。研究表明，這種伸展過程在中國的各大造山帶中均存在。從目前的研究成果看，其開始和結束的標志也不很清晰，但從現有造山帶的演化看，它可能持續的時間很長，作者以后還要另文討論，恰是在造山過程的這一階段是成礦作用發生的高峰期之一。#p#分頁標題#e#

3.關于陸(板)內造山

在大洋的板內和大陸的陸內也會發生造山作用，人們對大洋板內造山研究還不多(崔盛芹，1999)，但中國科學家由于具有得天獨厚的條件對陸內造山作用則進行大量卓有成效的研究(趙宗溥，1995;張長厚，1999;崔盛芹，1999，2002;楊志華等，2001)。中國北部的燕山-太行山和南部的江南古造山帶被認為在陸內階段發生了典型的造山過程(葛肖虹，1989;宋鴻林，1999;朱光和劉國生，2000;邵濟安等，2005;鄧晉福等，2007)。但是，對陸內造山帶是否存在，以及它究竟是一種特殊類型的造山帶，還是板緣造山帶構造演化的一個階段，尚存明顯分歧。

目前主要有以下幾種不同認識:一是認為是由板塊俯沖形成陸緣造山帶、兩大陸地塊碰撞形成陸間造山帶后，板塊聚合作用繼續進行，擠壓構造變形帶向兩側大陸地塊擴展而形成，即從陸(板)間或陸(板)緣造山帶繼承和發展而來，并與其具有密切的時空及成因聯系。它們共同構成了一個完整的造山旋回;二是基于大洋巖石圈與大陸巖石圈的本質差別，認為陸內造山帶是完全在大陸巖石圈動力學背景下，起因于不同造山運動而形成。不強調其在時、空兩方面與板緣或板間造山帶存在成因聯系，只強調造山帶所處大地構造位置的巖石圈構造性質。而且對主造山期前所經歷的地質發展史未予闡釋;三是純粹在陸殼基礎上形成的造山帶，在其造山帶演化當中不曾有過大洋的出現和消減、消亡，造山帶中沒有洋殼的殘余;四是完全否定陸山造山帶的存在(張旗，2008)。張長厚(1999)對前人關于陸內造山帶的研究進行系統總結后，認為板內造山帶是一種特殊類型的造山帶，而不是板緣造山帶或板間造山帶持續發展的結果，強調其形成于相對較老且強硬的巖石圈板塊內部。板內造山帶構造變形所具有的厚皮構造屬性，與整個巖石圈作為應力導層及造山期前業已存在的構造薄弱帶在有利的應力作用下復活有關。崔盛芹(2002)將發育在陸內條件下、位于大陸型地殼巖石圈范圍內、具有不同于陸緣、陸間型造山帶形變建造特征的條帶狀或線系性的構造變動山岳地貌帶，稱之為陸內造山帶。它既可以發生在古克拉通基礎上，又包括在主造山期陸緣、陸間型造山帶基礎上后期轉化而成兩類。楊志華等(2001)則認為在板塊構造體制下形成的第一類造山帶(即俯沖造山帶)以后，所形成的造山帶統稱為陸內造山帶。由于對陸(板)內造山帶含義理解不一致，在一些具體造山帶的歸屬上出現分岐。如有的學者，把秦嶺造山帶視為陸(板)內造山帶(耿樹方和嚴克明，1991;嚴克明和耿樹方，1993;趙宗溥等，1995)，甚至把喜馬拉雅造山帶也作為陸內造山帶(趙宗薄等，1995)。更多的人則認為，秦嶺造山帶是碰撞造山帶，喜馬拉雅造山帶更是陸間造山帶的典型代表。

綜上所述，關于陸內造山帶的一些基本問題仍在爭論之中。根據國內外最新研究成果，作者認為陸內造山作用不僅存在，而且是大陸動力體制下最重要的地質構造過程之一。正因為如此，它當然與在大洋構造動力體制和轉換構造動力體制下發生的俯沖和碰撞造山作用具有不同的特征。首先，它形成在真正的大陸(板塊)內部，而碰撞造山作用發生在兩個板塊(大陸)之間，雖然其間已沒有水體存在，但兩個沒有完成碰撞-伸展造山作用過程的大陸碰撞連接體，統一的大陸巖石圈還未形成，還不能說是典型的大陸(聯而未合);其次，陸內造山帶具有與其它造山帶不同的構造型、變形和變質特征，巖石構造組合及其時空分布也具有明顯的差異(張長厚，1999);第三，陸內造山過程因為發育在陸內，因而只能用大陸動力學的機制加以解釋。邵濟安等(2005)就指出，陸內造山作用受到深部條件的制約是與陸緣造山的主要區別;第四，陸內造山帶之所以在某一個大陸內部形成，絕對不是隨機的，而是有著其內在的制約因素，統一巖石圈大陸形成以前的構造演化基礎不可忽略。雖然現在看來，許多板內造山帶形成于相對穩定的大陸板塊內部，是在相對較老且強硬的巖石圈基礎上發育起來的，但超大陸旋回的研究成果初步表明，在這些相對穩定的大陸的形成實際上也經歷了更早的板塊匯聚、碰撞和伸展的過程(陸松年等，2002;趙國春等，2002)。

因而陸內造山帶往往循早期的俯沖或碰撞造山帶活動。既使認為陸內造山帶不是板緣造山帶或板間造山帶持續發展結果的學者，也不否認陸內造山期前業已存在的構造薄弱帶的復活是陸內造山帶形成的重要基礎(張長厚，1999);第五，陸內造山活動大多數并不與俯沖或碰撞造山帶在時間上連續演化，而往往具有一定的時間間隔。例如，中國北方的燕山-太行和南部的江南陸內造山作用發生在燕山期，而同一區域的俯沖-碰撞-伸展造山過程則在早古生代甚至在此之前就已結束(徐正聰和王振民，1983;胡健民等，2004;朱光和劉國生，2000)，中間有很長一段時期的相對穩定階段。其他陸內造山帶也具有相似的經歷，只不過這一間隔過程長短不同。前已述及，由于碰撞后的伸展造山過程是大陸巖石圈最終定型的關鍵時期，經歷的時間又長，同時又缺少精確的年代學約束，因此，從伸展造山到陸內造山的過渡是否連續，以及間隔時間是很難準確界定的，因為界定它們的標志性地質事件尚不清楚。綜上所述，可以發現，與不同構造動力體制在全球同區轉承和異區并存相對應，全球造山帶具有同樣的特點。一方面，地球上現在存在著處于不同構造動力體制下的造山帶，如東西太平洋邊緣是目前正在發生作用的俯沖造山帶;中國北部的燕山-太行山和南部的江南地區是在燕山期形成的陸內造山帶;阿爾卑斯-喜馬拉雅地區是結束了俯沖造山過程，目前正在進行著的碰撞造山帶，它是否完成碰撞，或已經進入伸展階段，還具有爭議。

地球物理資料并與典型大陸巖石圈狀態及結構的對比表明(滕吉文，2008)，印度大陸和歐亞大陸形式上雖連到了一起，但從本質上看還沒有完全聯合，以喜馬拉雅山隆起為標志的兩大陸間的碰撞還未結束，青藏高原腹地可能步入到伸展造山階段，但并未進入陸內。但在高原的東緣(如三江地區)和北緣，巖石圈結構已基本與典型大陸可比，表明那里已經進入陸內階段，新生生的造山作用應屬于陸內造山。而橫亙中國中部的秦嶺-大別造山帶繼早期的俯沖、碰撞造山之后，燕山期進入伸展造山階段，目前已完全形成統一的大陸，新生代是否發生典型的陸內造山作用還有爭議。另一方面，就同一造山帶而言，不同構造動力體制下的造山作用則表現出明顯的轉承關系，這與造山帶的歷史密切相關。不排除有些造山帶甚至經歷了多個完整的造山旋回，正如超大陸旋回演化那樣。#p#分頁標題#e#

4.關于造山過程

現在，可以對造山過程進行如下總結。造山作用可以發生在不同的構造動力體制條件下，并形成不同類型的造山帶。構造動力體制的轉換決定了造山作用的轉換。大洋動力體制下的板塊俯沖造山、轉換動力體制下的碰撞-伸展造山一般表現為連續造山作用過程，經過這一過程，實現從洋到陸的轉化和大陸型巖石圈的定型。在每一造山階段，還可以根據其內部構造運動特點進行進一步的劃分，但它們的界限往往并不清晰。

在大陸動力體制下的陸內造山多循古老的造山帶進行，但其間往往具有較長的地質歷史時期間隔。從廣義上看，完整的造山過程包括俯沖、碰撞、伸展和陸內4個主要階段，由于陸內階段與前幾個階段多不連續，因此，可以將從板塊俯沖到碰撞-伸展的造山過程視為一個狹義的完整造山過程，是目前多數學者理解造山過程的應有含義。除非特別強調，一般講造山過程均為狹義。理清了造山作用的這一關系，應該對有關造山作用的基本概念進行一下梳理。目前，在有關討論造山帶的相關文獻資料中，諸如后碰撞或碰撞后、后造山或造山后以及主碰撞、晚碰撞、同碰撞、同造山、非造山等這樣的概念使用較多(Liégeois，1998;李曉勇等，2002;鄧晉福等，1999;侯增謙等，2006)，含義不統一。前已述及，廣義上的完整造山過程包括俯沖、碰撞、伸展和陸內四大階段，分別發生于不同的構造動力體制之下，其中前三個階段是連續演化的，構成一個完整的造山過程。主碰撞和晚碰撞是指在碰撞階段內部的相對先后，而后碰撞和碰撞后則是針對整個碰撞階段而言的，指碰撞作用完成后，即伸展造山階段及以后，但通常是指伸展造山階段，不應將其理解為碰撞過程內部的一部分;后造山或造山后則是針對整個(狹義)造山過程而言的，指造山過程完成后，即是進入板內階段，不應理解為伸展造山階段;同碰撞大致相當于主碰撞的含義，而同造山的概念較為模糊，因為俯沖、碰撞、伸展都可以造山，到底與哪一個“同”呢?前人將非造山視為板內或陸內，但正如上述，陸內也是可以造山的，因此將陸內稱為非造山也并不合適。現將前人有關造山過程的代表性認識及相關概述及本文的建議對比如圖3。根據上述討論，只有將這些概念的相對時間關系界定清楚并加以正確的運用，才能在相同或不同造山帶研究中形成有效的對比，否則會出現問題。基于各概念的基本屬性，建議不再使用同造山、同碰撞和非造山，少用碰撞后或后碰撞、造山后或后造山的概念，以使表述的時間關系更為清晰，既使如此，諸概念之間的時間界線點仍是不明確的。

5.關于復合造山

隨著對造山作用研究的不斷深入，人們提出復合造山作用的概念(許志琴等，2008;鄧軍等，2010;楊經綏等，2010)。許志琴等(2008)認為，發育在太平洋東岸、美洲大陸西海岸寬近1000km、長度超過10000km的科迪勒拉造山帶就是長期活動的復合造山帶的典型代表。它包括奧陶紀(425Ma)的兩次俯沖(增生)造山和泥盆紀-晚古生代的兩次碰撞造山運動。中國的青藏高原也是一個巨型復合造山拼貼體，它的形成經歷了早古生代、三疊紀、晚中生代和新生代造山帶的多期拼貼過程，有人稱其為“造山形成的高原”(Dewey，2005)，它明顯地指示了亞洲大陸自北往南的增生過程。喜馬拉雅只是其中最后形成的一條造山帶。李興振等(1999)在三江地區識別出6條不同規模和不同類型的造山帶，提出了“橫斷山”式造山帶的時空結構與造山模式。鄧軍等(2010)提出三江特提斯復合造山帶并描述其演化歷史，指出從晚前寒武紀-早古生代泛大陸解體和原特提斯洋形成，經古特提斯多島弧盆系發育及古生代-中生代增生造山/盆山轉換，到新生代印度-亞洲大陸碰撞和疊加改造，經歷了超級大陸裂解-增生-碰撞的疊加轉換和復合疊加過程。楊經綏等(2010)則對中國中部的中央造山帶復合造山作用進行了詳細討論。指出它經歷了新元古代以來的長期活動和演化歷史。其北帶(包括西昆侖、阿爾金山、祁連山、東昆侖山和北秦嶺)為早古生代造山帶，碰撞造山作用結束于泥盆紀;南帶(位括東昆侖南部、南秦嶺、大別山和蘇魯)經歷了晚古生代末-二疊紀的俯沖-碰撞過程，碰撞造山作用結束于晚二疊世-早侏羅世。中央造山帶的主體是由上述兩個不同時期形成的造山帶拼合組成的復合造山帶。從學者們對復合造山的描述看，多將復合造山理解為區域上不同時代形成的造山帶在空間上拼貼在一起，強調的是空間復合。從上述有關造山帶類型和造山過程的討論中可以看出，造山帶的地質演化歷史決定了其復雜性。對于同一個造山帶而言，盡管從俯沖、碰撞、伸展造山表現為連續的演化過程，但它們卻是在不同構造動力體制下進行的，因而其動力學條件、造山樣式、地質作用、形成的地質構造和相應巖漿活動、成礦作用均不相同，每一次造山都有其相對獨立的過程。因此，雖然地球上現在存在著在單一構造動力體制下形成的造山帶，但大多數造山帶都經歷了兩種或以上的造山過程，因此在時間和構造動力體制上也表現出復合性。例如，許志琴等(2005)研究也提及，現代喜馬拉雅造山帶的前身是泛非-早古生代形成的原始喜馬拉雅造山帶。

同樣，楊經綏等(2010)關注到中央復合造山帶在中新生代時期，又整體不均勻隆升，經歷了陸內造山作用的改造。同時提出復合造山帶的三種類型，即兩個或兩個以上時期形成造山帶的拼貼體、造山變形疊置形成復合造山帶和與大陸俯沖(洋殼俯沖)緊密相關的復合造山帶。因此，對復合造山帶的理解應該包括三個方面的含義。一是不同時期不同類型造山帶在空間上的復合，表現為不同時期形成的造山帶拼貼在一起，形成更大的造山帶(疊置);二是同一造山帶在不同地質歷史階段、不同構造動力體制下造山作用的時間復合，形成更復雜的造山帶或山系(疊加);三是同時具有時空復合特征的復合造山帶。地質學家通過對各類造山帶的解剖，認識到每一類型造山作用的影響范圍并不是僅僅局限在造山帶主體所在的狹長地帶內，而是可以擴展到其兩側達數百乃至上千千米的活動域。例如就喜馬拉雅造山帶而言，強烈的碰撞致使喜馬拉雅強烈隆升，同時的應力傳遞到較早結束碰撞作用的其它造山帶，形成復合造山。此外，造山帶發育地區古構造格局的巨大差異，也是直接影響到復合造山的重要因素。例如，有資料研究表明，三江古特提斯在早古生代具有多島洋構造格局，由一系列相對穩定的地塊和洋島及其間的洋盆和支洋盆組成，以弧后盆地消減及其洋殼俯沖為動力，通過弧弧碰撞、弧陸碰撞、陸塊陸塊碰撞等多島造山過程，在中生代實現了類似“東南亞”式的造山過程(潘桂棠等，2003)。同樣，中央造山帶早古生代也具有多洋(海)盆、多地體、多島弧的復雜構造格局(楊經綏等，2010)，位于華北北部興蒙造山帶在古生代也是一個由多個地塊分隔的多個洋盆的構造系統(Renetal．，1996)。這種局面的存在，為在時空上形成性質復雜的復合造山帶提供了得天獨厚的條件。而具有東太平洋邊緣那的洋陸構造系統地區，則通常形成時間上的復合造山帶。#p#分頁標題#e#

三江復合造山帶的時空演化

中國西南三江及鄰區是全球特提斯構造域的重要組成部分，同時也是全球最壯觀的造山帶之一，是研究構造動力體制演化和復合造山過程的理想地區。自1893年奧地利地質學家休斯提出特提斯(Tethys)概念以來(Suess，1893)，對特提斯構造的研究一直沒有中斷，盡管在許多具體問題上還存在著激烈的爭論，但有關特提斯構造演化和造山帶形成所取得的一系列重要進展，為進一步探討該區構造動力體制演化與復合造山過程奠定了基礎。

1.三江復合造山帶的基本結構

在空間上，在三江及其鄰區，已識別出甘孜-理塘、金沙江-哀牢山、瀾滄江、昌寧-孟連、班公湖-丁青-怒江和雅魯藏布江等蛇綠混雜巖帶，它們代表了歷史上曾經存在的不同規模和性質的洋盆;夾雜在這些洋盆之間的則是一系列規模不等的陸塊，如中咱-中甸、蘭坪-思茅、保山、左貢、岡底斯-拉薩等，與此同時，還厘定出德格-鄉城(義敦)、江達-維西-綠春、雜多-景洪、類烏齊-勐海以及波密-騰沖和岡底斯(南緣)等巖漿弧，它們要么是位于一些陸塊邊緣的陸緣弧，要么就是在洋盆之上直接形成的島弧(圖3)。潘桂棠等(2003)指出，三江地區一系列共存的多條弧鏈(前鋒弧、島弧、火山弧等)和相間分布的洋盆及(微)陸塊，在古生代時期構成復雜的“多島弧盆”構造系統。從蛇綠混雜巖帶和巖漿弧的區域配置上看，該系統內可以劃分出甘孜-理塘混雜巖帶和義敦島弧、金沙江-哀牢山混雜巖帶和江達-維西-綠春陸緣弧、瀾滄江-昌寧-孟連混雜巖帶和類烏齊-臨滄-勐海巖漿弧、班公湖-怒江混雜巖帶和波密-騰沖弧以及雅魯藏布江混雜巖帶和岡底斯陸緣弧等組成的多個造山系統。

2.造山過程的構造動力體制控制與空間復合

李興振等(2002)研究表明，上述每個造山系統均先后不同程度經歷了不同構造動力體制下的造山作用。巖漿弧的存在反映了在早期洋陸相互作用過程中，發生了板塊俯沖作用。以弧后盆地消減及其洋殼俯沖為動力，隨著各洋盆的逐漸閉合，最終造成了弧弧、弧陸或陸塊與陸塊之間的拼貼，完成了大洋動力體制之下的多島造山過程。洋殼的消失、俯沖造山作用的結束并沒有終結相應地區的構造演化。各個俯沖造山帶都不同程度經歷了碰撞-伸展造山過程，最終實現轉換構造動力體制之下的洋陸轉換，并依轉換作用完成為標志，先后進入陸內階段，轉而受大陸動力體制控制。有資料表明，部分造山帶發生了典型的陸內造山作用。如就甘孜-理塘和義敦造山帶而言，標志俯沖造山作用的產物包括蛇綠混雜帶、火山弧花崗巖帶、主火山弧安山巖帶、弧間裂谷盆地火山巖帶、弧后“雙峰式”巖石組合帶和弧后火山-巖漿巖帶等的形成，它們橫跨造山帶自東而西依次分布。標志碰撞造山作用存在的標志主要為同碰撞型花崗巖和造山隆起及晚期花崗巖的相繼發育，并伴有島弧地殼擠壓收縮和剪切應變形成的復雜變形構造。標志伸展造山作用發生的典型巖漿產物為燕山晚期的A型花崗巖。如在義敦島弧帶上分布于柯鹿洞-鄉城斷裂與矮拉-日雨斷裂帶夾持的狹長區域的高貢-措莫隆花崗巖帶。而陸內造山活動存在的主要標志包括喜馬拉雅期發生的大規模逆沖-推覆和走滑平移活動，并形成規模不等的拉分盆地和相應山系，同時伴有喜馬拉雅期花崗巖侵位。雖然此套花崗巖亦屬A花崗巖，但顯示為板內拉張環境花崗巖特征，與伸展造山期A型花崗巖的地球化學差異性明顯。

如義敦帶的巴塘格聶、中甸楚良巖體等。幾乎相同的造山過程也發生在金沙江-哀牢山造山帶的造山過程中。然而更西部的瀾滄江及昌寧-孟連以及班公湖-怒江(丁青-三臺山)造山帶僅在局部地區識別出了伸展造山的巖漿記錄，如在騰沖地區發現的新近紀鈣堿性火山活動等，可能標志著伸展造山過程或已開始，但沒有發育典型的陸內造山過程。最西部的雅魯藏布-喜馬拉雅造山帶則尚處于碰撞階段，還沒有進入伸展造山過程，因此還不能完全用大陸構造動力體制去闡釋這里發生的構造-巖漿作用。由上討論可以看出，三江特提斯構造主要由多條近于平行的造山帶組成的，依其在空間上發育的順序，各自分別經歷了不同構造動力體制控制的造山過程，具有明顯的空間疊置特征。

3.復合造山作用的時間演化

在時間上，上述各造山帶內的各造山過程并不是同時進行的。根據前人大量研究(李興振等，1999，2002;鐘大賚，1998;潘桂棠等，2003)所積累的豐富資料，可以將三江地區主要造山帶演化的時間序列整理如下(圖4)。甘孜-理塘洋盆的形成時代確定為晚二疊世-晚二疊世早期，晚三疊世早期是甘孜-理塘洋盆擴展的鼎盛時期，洋盆寬度約為480km，洋殼在晚三疊世中期開始向西俯沖消減于中咱-中甸微陸塊之下，西側形成典型的義敦(德格-鄉城)島弧-弧后盆地系的配套格局，洋盆閉合消亡于晚三疊世末。對義敦島弧上構造-沉積和巖漿活動序列的解析表明，該帶俯沖造山作用的時限為238～210Ma，與晚三疊世弧火山巖的時間相當;碰撞造山作用的時限為208～138Ma，與晚三疊世火山弧花崗巖密切交生或相依分布;伸展造山作用的時限為139～75Ma，相當于燕山晚期的A型花崗巖;陸內造山作用發生的時限為65～15Ma，與板內拉張環境花崗巖活動時代一致，如格聶巖體侵位于三疊系砂板巖系和哈裕拉巖體(81～39Ma)中，主體為似斑狀中細粒鉀長花崗巖，40Ar/39Ar坪年齡值為15Ma。茨林措巖體侵位于上三疊統喇嘛亞組砂板巖系中，主要巖石類型為似斑狀細粒二長花崗巖和角閃石黑云母二長花崗巖。茨林措巖體于65Ma形成。金沙江-哀牢山洋盆形成時代為早石炭世，但可能在中泥盆世就已啟動，石炭世-早二疊世早期是金沙江弧后洋盆擴展的高峰時期，洋盆寬度可達1800km(莫宣學等，1993)。洋殼于早二疊世晚期開始向西俯沖消減于昌都-蘭坪-思茅陸塊之下，并在陸塊邊緣形成了江達-德欽-維西(北段)和墨江-綠春(南段)陸緣弧。晚二疊世末期洋盆消減閉合，洋殼消亡，結束金沙江-哀牢山古特提斯洋演化歷史。

早中三疊世開始斜向碰撞，進入轉換構造階段。隨著碰撞造山作用的進行，大部分地區開始隆升，缺失早中三疊世地層。該造山帶同樣經歷了碰撞后的伸展造山過程。中三疊世末到晚三疊世早期，隨著殘留海盆消亡，江達-德欽-維西島弧造山帶由擠壓轉為拉張，在原火山弧及其邊緣帶上拉張、裂離形成以晚三疊世早期為主體時段的上疊裂谷盆地，以發育次深海相的火山濁積巖、凝灰質濁積巖、凝灰質-硅質濁積巖及砂泥質復理石，以及玄武巖、流紋巖組合構成的“雙峰式”火山巖和輝長輝綠巖墻、巖脈群為特征，火山巖地球化學特征顯示為拉張背景下的裂谷盆地環境。到晚三疊世末期變成擠壓環境，以中性-中酸性火山巖的出現為終結標志，并發育大量的膏鹽沉積。此后，全面轉入陸內階段。有資料表明，新生代金沙江-哀牢山帶也發生了以大規模的沖斷推覆和局域性伸展為代表的構造活動，一些早期形成的古構造還可能在這一階段重新復活(葛良勝等，1999)，并伴有不同性質和規模的巖漿活動(如滇西新生代的富堿巖漿活動等，葛良勝等，2003)，反映了陸內造山作用的存在。Geetal．(2009)、葛良勝等(2012)研究表明，在哀牢山地區，強烈的殼幔相互作用導致的軟流層上涌是激發該區陸內造山作用發生的重要深部構造背景。瀾滄江構造帶的空間結構相對于前兩者較為復雜。從走向上，它可分為南帶和北帶，而南帶的洋盆又包括瀾滄江和昌寧-孟連兩支。李興振等(1999)認為其具雙洋、雙弧的發展模式。東支瀾滄江洋的演化歷史幾乎與哀牢山洋完全相似，二者相向俯沖共用昌都-思茅陸塊。西支昌寧-孟連洋打開于早石炭世，至石炭紀末-早二疊世初，達到最大規模，同時洋殼發生向東的俯沖并逐漸加劇，于早二疊紀末結束，導致東部的臨滄-勐海弧與西部的保山陸塊縫合，并轉而進入碰撞造山過程之中。在臨滄塊體上形成同碰撞型殼熔二長花崗巖巖基。晚三疊世，在保山地塊東緣形成后造山的水寨木廠晚期邊緣前陸盆地和地塊軸部保山-施甸的前陸隆起。前陸盆地中木廠堿性花崗巖的侵入，似乎標志著晚三疊世末期，本區曾經歷了短暫的伸展造山過程，意味著碰撞造山階段已結束。但晚燕山期本區又發生了較大規模的碰撞型殼熔二長花崗巖的侵入，表明區域上的碰撞作用仍在延續，上述的伸展可能只是碰撞期內擠壓應力間歇期的局部伸展過程。#p#分頁標題#e#

有研究認為，直到喜馬拉雅期，本區可能受喜馬拉雅碰撞造山影響，還處于碰撞造山的晚期階段。真正的伸展造山過程并未啟動。李興振等(2002)認為，從班公湖-怒江洋南側念青唐古拉巖漿弧帶中發育印支期島弧型花崗巖，及在古米一帶可能發育晚二疊世弧火山巖推斷，班公湖-怒江洋于晚三疊世即已開始向南俯沖，因此，洋盆形成的時間可能早于三疊紀。在丁青一帶中侏羅世沉積不整合在結合帶的混雜巖帶之上，表明班公湖-怒江洋東段在中侏羅世已經閉合，進入碰撞造山階段，而西段可能閉合稍晚。碰撞作用在南側班戈-波密-騰沖一帶形成燕山期碰撞型中酸性花崗巖帶，在其北/東側也形成一個木戛岡日-聶榮巖帶(兩部)和嘉玉橋-潞西殼熔型花崗巖帶。值得注意的是，同時在東部較早形成的造山帶內，也有該期的巖漿活動，如類烏齊-耿馬花崗巖帶、措莫隆-格聶花崗巖帶、昌臺-鄉城巖漿巖帶等，但正如前述，其巖石化學特征和構造背景卻并不相同，有些表征的是伸展造山環境，有些則已是陸內構造環境。雅魯藏布江洋是環球特提斯構造域最晚形成、最晚閉合的洋，它的形成一般認為是在二疊紀，即與岡底斯北側的班公湖-怒江洋形成時間基本同期，并于晚三疊世或中生代早期開始向北俯沖。在其北面形成岡底斯巖漿弧，三江地區西部的下察隅蘇典巖漿弧帶可看作是該巖漿弧帶在東部的延伸。洋盆閉合時間則比北側洋盆要晚，大體在晚白堊世-古近紀，隨后進入印度板塊和歐亞板塊的碰撞造山階段，并逐漸形成著名的喜馬拉雅山碰撞造山帶。業已證明，在青藏高原的岡底期和喜馬拉雅地區發生分別了平行造山帶和垂直造山帶不同規模的伸展構造，但正如本文前面所討論的，喜馬拉雅造山帶目前是否結束碰撞進入伸展造山階段，還存在不同認識。可以肯定的是，地球物理資料證明，在喜馬拉雅地區，巖石圈結構不同于典型的大陸巖石圈，陸塊間的融合并未完全結束，因此本區并未結束轉換構造動力體制的控制，進入大陸動力體制階段。同樣，印度板塊與歐亞板塊的強烈碰撞對早先形成的各類造山帶也會產生不同程度的影響，表現為隨距離變化的遠程效應，正如上述，在三江地區的其他造山帶內均有不同的構造-巖漿反映。

上述討論表明，三江造山帶實際上是由多條次一級造山帶在空間上緊密疊置形成的，這與特提斯大洋的原始狀態及在區域構造演化過程的應力結構密切相關。而其中的每一條造山帶在歷史上不同程度經歷了大洋、轉換、大陸三種構造動力體制的控制，在時間上先后表現為板塊俯沖、弧陸或陸陸碰撞和伸展或陸內造山等不同造山過程的疊加。不同造山過程有各具特色的地質表現。造山過程完整性與洋陸相互作用發生的時間、強度、方式等密切相關。造山帶的演化在時空上呈現出有序演進的特點。較早完成俯沖造山過程的造山帶一般也會較早進入后續造山階段，但各造山過程發育的時間、強度等則受區域上鄰近造山作用的發生和發展影響。可以看出，三江造山帶是一個典型的具有時空復合特征的巨型復合造山帶，其空間結構造和演化過程充分展示了不同構造動力體制同區轉承和異區并存特點。這種特點是三江地區大規模成礦作用多樣性和有序性并存的根本原因，對造山帶時空結構的詳細解析是認識該區成礦環境和成礦作用、探索并理解區域成礦規律的前提和基礎。

結論

(1)構造動力體制是研究區域大地構造演化和成礦地質環境的前提，造山帶是解剖不同構造動力體制及相關成礦環境和成礦作用的主要對象;(2)全球構造動力學體制可以劃分大洋、大陸和轉換三種，不同構造動力體制在全球范圍內具有同區轉承和異區并存特點;(3)每一種構造動力體制都可以激發造山作用，地球上同時存在著不同類型的造山作用和造山帶，可以歸結為俯沖造山(帶)、碰撞造山(帶)、伸展造山(帶)和陸內造山(帶)等完整反映造山帶演化過程的4種類型;(4)復合造山具有三種涵義，一是不同時期不同類型造山帶在空間上的復合(疊置);二是同一造山帶在不同地質歷史階段、不同構造動力體制下造山作用的時間復合(疊加);三是同時具有時空復合特征的復合造山帶;(5)西南三江造山帶是具有時空復合特征的巨型復合造山帶的典型代表，其空間結構造和演化過程充分展示了不同構造動力體制控制及其同區轉承和異區并存特點。

本文作者：鄧軍 葛良勝 楊立強 單位：中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室 武警黃金地質研究所